западными через каждые примерно 28 месяцев. История откры- тия началась с того, что в 1883 г. после извержения вулкана Кра- катау были установлены устойчивые ветры восточного направле- ния. В 1908 г. немецкий метеоролог А. Берсон обнаружил ветры западных направлений, дующих на высотах около 15 км вблизи тропопаузы. В январе 1960 г. на конференции Американского ме- теорологического общества представлена работа Р.Д. Рида (США) и Р.А. Эбдона (Англия) «Стратосферная циркуляция», в которой была описана изменчивость фазы (направления) ветра на высотах
иее распространение с высот более 30 км вниз со скоростью около 1 км в месяц (рис. 7.11). Рид указал, что полный цикл смены ветров происходит примерно за 26 месяцев. Так было открыто
явление ква- зидвухлетней цикличности (КДЦ), а сам термин «квазидвухлетней циркуляции» был введен в 1964 г. К началу 1970- х гг. было установ- лено, что средняя продолжительность КДЦ составляет 28 месяцев. КДЦ объясняется взаимодействием волн Кельвина и смешан- ных гравитационных волн Россби с зональным ветром в экватори- альной стратосфере, как, например, установлено Холтоном (1979). Механизм состоит в том, что волны Кельвина, проникая снизу в стра- тосферу и встречая зону сдвига западных ветров, поглощаются там, где их фазовая скорость совпадает со скоростью ветра. В результате западный ветер на этой высоте усиливается, и уровень поглощения новых волн снижается. Процесс поглощения волн идет непрерывно, поэтому зона западных ветров постепенно опускается вниз до тропо- паузы.
После |
будут |
иметь |
волны |
|
уровне |
Рис. 7.11. Изменения скорости и направления ветра во времени и по высотам в явлении квазидвухлетней цикличности
231
полугодовых колебаний (около 35 км) волны встречают зону сдвига восточных ветров, где они будут поглощаться. В этом случае ско- рость восточных ветров станет возрастать, и начнется непрерывное опускание зоны восточного ветра от 35 км до тропопаузы. Далее на уровне полугодовых колебаний вновь происходит поглощение волн Кельвина и начинается новый цикл.
Для количественной оценки КДЦ Н.С. Сидоренковым предло- жена средняя скорость зонального ветра в слое 19–31 км на эква- торе [13]. Параллельные измерения на кораблях погоды показали, что скорость ветра достаточно устойчива вдоль экватора и доста- точно ее измерений в одной точке. На рис. 7.12 приведен график колебаний средней скорости ветра с начала 1950-х годов, который показывает наличие устойчивой цикличности с мало изменяющим- ся периодом (от 21 до 36 месяцев или в среднем 28,1 месяца) и ам- плитудой циклов. При этом скорость зонального ветра варьировала от –22,5 м/с в июле 1984 г. до +18 м/с в январе 1983 г.
В связи с тем, что КДЦ имеет высокую степень прогнозируе- мости и вполне может быть связана с циркуляцией в средних и вы- соких широтах, проводятся исследования по нахождению влияния КДЦ на показатели циркуляции атмосферы в других частях Зем- ли [4]. В
Рис. 7.12. Средняя скорость зонального ветра (u, м/с) в слое 19–31 км на экваторе с 1954 по 2013 гг.
232
корреляции (rxy) между индексом зональной циркуляции А.Л. Каца
и КДЦ в трех секторах и двух зонах Северного полушария при раз- ном сдвиге во времени (l) в месяцах и для разных изобарических поверхностей, где сектор I – Атлантико-Европейский, сектор II – Азиатский, сектор III – Американский, 50–70° с.ш. – северная зона, 35–50° с.ш. – южная зона [10]. В таблице также приведены верхние 95-процентные доверительные интервалы оценки
статистической значимости коэффициентов корреляции (r95).
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 7.1 |
||
|
Взаимосвязь квазидвухлетнего компонента переноса массы в |
|
|||||||
|
экваториальной стратосфере и аномалий месячных значений |
|
|||||||
Сектор |
Поверхность |
Северная зона |
|
|
Южная зона |
|
|||
индексов зональной циркуляции |
|
l, мес. |
|
||||||
|
|
rxy |
l, мес. |
r95 |
|
rxy |
r95 |
||
|
|
|
|
|
|||||
|
500 |
0,48 |
6 |
0,40 |
–0,60 |
10 |
0,40 |
||
I |
300 |
0,44 |
5 |
0,40 |
–0,46 |
9 |
0,40 |
||
100 |
0,45 |
3 |
0,40 |
–0,69 |
12 |
0,40 |
|||
|
30 |
0,42 |
2 |
0,40 |
0,21 |
5 |
0,40 |
||
|
10 |
0,50 |
1 |
0,40 |
0,39 |
3 |
0,40 |
||
|
500 |
–0,54 |
1 |
0,40 |
–0,52 |
12 |
0,41 |
||
II |
300 |
–0,53 |
2 |
0,40 |
–0,56 |
13 |
0,41 |
||
100 |
0,34 |
–1 |
0,39 |
–0,66 |
12 |
0,41 |
|||
|
30 |
0,57 |
1 |
0,39 |
–0,19 |
9 |
0,41 |
||
|
10 |
0,62 |
1 |
0,39 |
0,31 |
6 |
0,40 |
||
|
500 |
0,14 |
16 |
0,41 |
–0,14 |
3 |
0,40 |
||
III |
300 |
0,10 |
15 |
0,40 |
–0,30 |
2 |
0,41 |
||
100 |
0,32 |
2 |
0,41 |
–0,44 |
12 |
0,40 |
|||
|
30 |
0,49 |
2 |
0,39 |
0,52 |
7 |
0,40 |
||
|
10 |
0,63 |
1,2 |
0,39 |
0,45 |
5 |
0,40 |
||
|
500 |
0,39 |
12 |
0,40 |
–0,55 |
11 |
0,41 |
||
Зона |
300 |
0,33 |
13 |
0,40 |
–0,46 |
11 |
0,40 |
||
100 |
0,38 |
1 |
0,39 |
–0,78 |
12 |
0,41 |
|||
в целом |
|||||||||
30 |
0,52 |
2 |
0,40 |
0,28 |
6 |
0,41 |
|||
|
|||||||||
|
10 |
0,63 |
1 |
0,39 |
0,43 |
5 |
0,40 |
||
Из результатов таблицы следует, что наибольшая связанность (rxy = 0,50–0,63) имеет место в северной зоне практически во всех
секторах на высотах, где запаздывание во времени составляет 1 ме- сяц. В южной зоне зависимость в большинстве случаев обратная и наилучшая связанность (с rxy = –0,52… –0,66) наблюдается ближе к
поверхности Земли с запаздыванием 9–12 месяцев.
233
7.4. Колебания центров действия атмосферы – индексы атмосферной циркуляции
Центрами действия атмосферы (ЦДА) называются обширные области атмосферы с преобладанием антициклонов или циклонов. Они проявляются на картах среднего многолетнего атмосфер- ного давления в виде участков с повышенным или пониженным давлением воздуха; определяют преобладающее направление ве- тров в системе общей циркуляции атмосферы. Различают посто- янные и сезонные ЦДА. К постоянным относятся: экваториальная депрессия (экваториальная ложбина), субтропические антицикло- ны в океанах Южного полушария, депрессии субполярных широт, полярные антициклоны. К сезонным ЦДА (рис. 7.13) относятся зи- мой: исландская и алеутская депрессии на океанах, сибирский и се- вероамериканский антициклоны на континентах, а летом: азиатская депрессия на континенте, азорский и тихоокеанский антициклоны,
формируется пояс антициклонов в океанах Южного полушария.
Образно можно считать, что ЦДА являются акупунктурными точками организма атмосферы, изменение координат и интенсивно- сти которых воздействует на направленность и интенсивность того или другого вида воздушного переноса и в результате – на общую циркуляцию атмосферы. Количественная оценка динамики ЦДА представляется в виде индексов атмосферной циркуляции [17], ос- новные из которых рассмотрим далее.
Индекс Северо-Атлантического колебания (САК, или NAO – North Atlantic Oscillation) является суммарным измерением состо- яния циркуляции в средних широтах Северной Атлантики. САК отражает колебание атмосферной массы между севером и югом Се- верной Атлантики с центрами в районе Исландии (минимум давле- ния) и в районе Азорских островов (максимум давления). Прост- ранственные особенности и временная изменчивость САК обычно определяются по полю давления на уровне моря (SLP – sea level pressure), для которого существует наиболее длительный ряд ин- струментальных наблюдений. Существует несколько методик рас- чета САК, многолетние данные по которым представлены на соот- ветствующих сайтах:
– рассчитывается на основе станционных данных как разность нормализованного давления на уровне моря на станциях Лиссабон (Португалия) и Рейкьявик (Исландия), аномалии приземного давле-
–рассчитывается на основе станционных данных как разность давления на уровне моря на станциях Гибралтар и Рейкьявик [19];
–определяется по первой составляющей разложения ЕОС (ЕOF) поля давления на уровне моря для Северного полушария (20–90 с.ш.), значения индекса нормализуются относительно базо- вого периода 1979–2000 гг. (CPC/NCEP NOAA).
Рис. 7.13. Центры действия атмосферы в январе и в июле
235
Положительные значения САК называются положительной фа- зой колебания состояние атмосферы, отрицательные САК – отрица- тельной фазой. В положительной фазе колебания исландский ми- нимум и азорский максимум хорошо развиты и смещены к северу, градиенты давления между ними увеличены,
зональная циркуляция |
усилена. В отрицательной фазе происходит |
|
ослабление зонально- |
го переноса и усиление меридиональных |
|
процессов. Вычисляются средние |
значения индекса САК за |
|
каждый месяц, а также за каждый |
календарный сезон. График |
|
колебаний САК по месяцам и зимний сезон приведен на рис. 7.14.
Индекс арктического колебания. Арктическое колебание (ос- цилляция), или Arctic Oscillation (АО), считается одним из основ- ных климатических индексов, характеризующих несезонные вари- ации атмосферного давления над уровнем моря севернее 20° с. ш. AO выражается в изменении давления в Арктике и противополож- ных изменениях в районе 37–45° с. ш. Введен для исследования глобальных процессов аномалий циркуляции в стратосфере Се- верного полушария (Thompson and Wallace, 1998), где так же, как и в нижней тропосфере, имеет место постоянное перекачивание массы атмосферы между полюсом и средними широтами в ту и дру- гую стороны [20].
Арктическую осцилляцию представляют в виде двух фаз: вы- сокий и низкий индексы, то есть теплая и холодная фазы соответ- ственно. Во время теплой фазы из Атлантического океана в Аркти- ку приходят более теплые и соленые воды, уменьшая тем самым слои особо холодной воды, подпертой льдом. Это приводит к тому, что климатические условия в северной Европе становятся теплее и влажнее, чем обычно. В период низкого индекса, холодная свежая вода остается в заливах и бухтах северный морей, что препятствует таянию морского льда. Когда геопотенциальные высоты над поляр- ным районом выше нормы, высоты над средними широтами – ниже нормы. В этой фазе стратосферный западный перенос значительно интенсивнее нормы, полярный вихрь более интенсивен и значитель- но холоднее по сравнению с нормой. До настоящей теплой фазы хо- лодная фаза считалась нормальной и единственной.
Среднемесячные значения индекса вычисляются как по дан- ным давления на уровне моря в регионе Северного полушария с ко- ординатами (20° с.ш. – 90° с.ш.), так и по среднемесячным анома- лиям высоты геопотенциальной поверхности 1000 (или 700) гПа в узлах регулярной сетки, которые нормализуются относительно
базового периода. Численно индекс AO определяется как первая
а)
б)
Рис. 7.14. Многолетние ряды индекса САК:
а – трехмесячные скользящие средние; б – зимние, за декабрь – март
мода разложения на естественные ортогональные функции анома- лий высоты поверхности 1000 гПа. Имеется несколько источников расчета и хранения индекса АК:
–зимний индекс (январь – март) определяется по первой со- ставляющей разложения ЕOF поля аномалий высоты геопотенци- альной поверхности 1000 (или 700 гПа) для Северного полушария (20–90° с.ш.), значения индекса нормализуются относительно базо- вого периода 1950–2000 гг. (центр прогноза климата национальной администрации по океану и атмосфере National Oceanic and Atmo- spheric Administration’s CPC/NCEP NOAA, значения индекса обще- доступны на официальном сайте организации в сети Интернет);
–месячный индекс с 1899 г. определяется по первой состав- ляющей разложения ЕOF поля давления на уровне моря (SLP) для Северного полушария в области 20–90° с. ш. [16];
–месячный индекс с 1948 г. определяется по первой составля- ющей разложения ЕOF поля давления на уровне моря (SLP) для Се- верного полушария (20–90° с. ш.), данные реанализа NCAR/NCEP и по среднемесячным значениям индекса вычисляются также и скользящие средние значения индекса за каждые три месяца (Todd Mitchell, JISAO).
Рис. 7.15. Стандартизированное сезонное среднее (январь–март) индекса АО
238
Индекс Северо-Тихоокеанского колебания определяется по се- точным данным как стандартизированное отклонение средневзве- шенного значения давления на уровне моря (1000 мбар) для района с координатами 30–65º с.ш., 160º в.д.–140º з.д. (Trenberth and Hurrell, 1994). Среднемесячные значения индекса и средние значения индек- са за зимний сезон (с ноября по март включительно) публикуются на сайте Национального центра атмосферных исследований США [21]. Специализированные океанографические индексы. Индекс ле- довых условий. Морской лед регулирует обмен между теплом, влагой и соленостью в полярных районах земного шара. Концентрация мор- ского льда в полярных районах, его пространственное распростране- ние являются важнейшими индикаторами климатических изменений на земном шаре. Индекс ледовых условий представляет оценку ледо- вых условий в арктическом и антарктическом регионах в виде сред- немесячных аномалий концентрации и распространения льда, вычис- ленных относительно базового периода 1979–2000 гг. Значения ин- декса представляет американский национальный центр NSIDC [22].
Анализ состояния ледового покрытия в полярных районах в
Рис. 7.16. Аномалии месячных значений индекса ледовых условий
239
В сентябре 2002 г. отмечен рекордный минимум в Арктике, который составил 4 % относительно 1978 г., и 14 % относительно средней нормы, рассчитанной за период 1979–2000 гг. (Serreze et al., 2003). Более того, если в предшествующие годы обычно вслед за годом значительного уменьшения ледового поля в последующие годы наблюдалось его увеличение до нормальных значений, то после 2002 г. (в сентябре 2003 и сентябре 2004 гг.) были отмечены еще более низкие значения, которые обусловили уменьшение ледового поля для сентября месяца в целом за декаду на 7,7 % (Stroeve et al., 2005) по сравнению с периодом 1979–2004 гг. 2005 г. отмечен новым рекордным минимумом в Арктике.
7.5. Эль-Ниньо – Южное колебание
Явление Эль-Ниньо – Южное колебание (ЭНЮК, или El Niño/ La Niña – Southern Oscillation, ENSO) представляет самый большой и наиболее важный сигнал в межгодовой климатической изменчи- вости в системе «океан – атмосфера», наблюдается регулярно, каж- дые 2–7 лет и последствия ЭНЮК проявляются в виде значимых климатических аномалий в различных районах земного шара [9]. ЭНЮК является совместным атмосферно-океаническим индексом и определяется двумя показателями: разностью среднемесячного приземного давления (индекс Южного колебания – Southern Oscil- lation Index или SOI) и среднемесячных аномалий температуры по- верхности в экваториальном районе Тихого океана (индексы Эль- Ниньо и Ла-Нинья).
Событие Эль-Ниньо начинает с увеличения поверхностного давления на западе Тихого океана и его уменьшения в восточной части, что связано с сухими условиями в западной части океана и влажными – в восточной (рис. 7.17). Это давление ликвидирует эк- ваториальную депрессию и может даже изменить пассаты, в резуль-
тате чего образуется движение теплых вод восточного направления, которые были накоплены в западной части Тихого океана.
Вначале эти два явления рассматривались отдельно. Термин Эль-Ниньо («младенец, мальчик» с испанского) был распространен у перуанских рыбаков еще в XIX в. Первое упоминание термина «Эль-Ниньо» относится к 1892 г., когда капитан Камило Каррило сообщил на конгрессе Географического общества в Лиме, что перу- анские моряки назвали теплое северное течение «Эль- Ниньо», так как оно наиболее заметно в дни католического